試論中國東北部陸緣晚中生代淺成熱液大規模成礦與深部地質過程對成礦制約

摘要：淺成熱液礦床是有色和貴金屬以及銦等稀散關鍵金屬礦產資源的重要來源，并以其具有指示深部斑巖成礦潛力的特征，長期以來倍受國內外地質學家關注和研究。中國東北部陸緣是我國淺成熱液金屬礦床發育的地區之一，該區廣泛發育淺成熱液金、銀鉛鋅銅多金屬礦床，依據成礦地質特征將這些礦床劃分為低硫化型（LS）、中硫化型（IS）、高硫化型（HS）三類，成礦作用發生在晚中生代晚侏羅世—早白堊世火山盆地和邊緣花崗雜巖隆起區，并依據成礦時代劃分4個階段，分別為（1）151～141 Ma、（2）140～131 Ma、（3）123～120 Ma和（4）110～100 Ma。其中：第1階段發育在大興安嶺東坡，以大規模淺成熱液HS銅多金屬成礦為特色；第2階段發育在大興安嶺西坡，以淺成熱液LS-IS銀鉛鋅大規模成礦為特色；第3階段發育在大興安嶺北麓小興安嶺之間和延邊以及華北北緣中段遼西地區，以淺成熱液IS銅金和LS碲金成礦為特色；第4階段成礦作用廣泛發育在大興安嶺北端小興安嶺北麓饒河東寧延邊一帶。隨成礦時間變化，從早到晚成礦從大興安嶺東坡遷移至大興安嶺西坡、華北陸臺北緣（遼西+延邊）大興安嶺東坡北段（黑河）→大興安嶺北段小興安嶺完達山太平嶺延邊，礦種上表現為由銅多金屬→銀鉛鋅→銅金+碲金→金（±銻）+金銅大規模成礦演化規律；形成環境分別適值晚中生代古太平洋板塊向歐亞大陸東端俯沖、擠壓、轉換伸展地殼減薄過程的不同時段，除延邊地區為中基性火山噴發-淺成就位晚期成礦外，成礦發生在各階段雙峰式火山噴發-淺成就位晚期。從其與斑巖型銅鉬成礦的角度分析，早期淺成熱液銀鉛鋅銅成礦具有與斑巖成礦構成斑巖鉬-淺成熱液銀鉛鋅成礦系統和淺成熱液低硫化型銀-中硫化型鉛鋅-高硫化型銅多金屬-斑巖型銅鉬成礦構成斑巖鉬銅-淺成熱液銀鉛鋅成礦系統；中期和晚期淺成熱液金成礦具有與富金斑巖型銅礦構成富金斑巖型銅-淺成熱液中硫化型銅金成礦系統和富金斑巖型銅-淺成熱液中硫化型銅金-高硫化型金（銅）成礦系統，而淺成熱液低硫化型碲金、銻金和金礦床是否為獨立成礦系統尚待研究取證。成礦整體受晚侏羅世開始向早白堊世過渡俯沖薄片后撤、地殼減薄而引發的幔源玄武巖漿底侵和相應的底侵下地殼巖漿控制，特別是底侵玄武巖漿受相應的下地殼物質參與程度以及巖漿房分離結晶時間所制約。

作者簡介：孫景貴（1961—），男，教授，博士生導師，主要從事大陸邊緣內生金屬礦床成礦理論研究與找礦實踐工作，Email：sunjinggui@jlu.edu.cn

基金項目：國家自然科學基金項目（42072085，41172072，40772052，40472050，41390444）；中國地質調查局項目（02-23-06）；國家重點研發計劃項目（2017YFC0601306）

關鍵詞：淺成熱液大規模成礦作用；成礦結構；成礦系統；地球動力學背景；中國東北部陸緣

doi：10.13278/j.cnki.jjuese.20230034

中圖分類號：P611；P618

文獻標志碼：A

Abstract： Epithermal deposits are important sources of nonferrous and precious metals as well as rare and critical metal resources such as indium. Due to their vectors toward deep porphyry mineralization， they have attracted the attentions of global geologists. The continental margin of Northeast China is one of the areas where epithermal ore deposits are widespread， characterized by epithermal Au and Ag-Pb-Zn-Cu polymetallic deposits being occur. According to the deposit geology， these epithermaltype deposits in Northeast China were divided into three types， lowsulfidation type （LS）， intermediatesulfidation type （IS） and highsulfidation type （HS）. The mineralization occurred in the Late Jurassic to Early Cretaceous volcanic basins and uplift areas spatially close to granite complex margins， comprising four separated mineralizationstages as a function of time， including （1） 151 to 141 Ma， （2） 140 to 131 Ma， （3） 123 to 120 Ma， and （4） 110 to 100 Ma. Stage 1 is restricted in the eastern portion of the Great Xing’an Range， characterized by regional epithermal HS copper polymetallic deposits. Stage 2 is developed in the western portion of the Great Xing’an Range， where largescale epithermal LS-IS Ag-Pb-Zn mineralization. Stage 3 occurs in middle portion between the north of the Great Xing’an Range and the Lesser Xing’an Range and in Yanbian and western Liaoning， characterized by epithermal IS Cu and LS Te-Au mineralization. Stage 4 occurs in the Northern Great Xing’an Rangethe Lesser Xing’an RangeRaoheDongningYanbian area. There is a younger mineralization time from the eastern portion of the Great Xing’an Rangethe western portion of the Great Xing’an Rangethe northern margin of the North China platform （Liaoxi+Yanbian）the northern margin of the eastern portion of the Great Xing’an Range （Heihe） to the northern portion of the Great Xing’an Rangethe Lesser Xing’an RangeWanda MountainsTaiping MountainsYanbian. There is a transition in mineralization type， from Cu polymetallic to Ag-Pb-Zn to Cu-Au + Te-Au to Au （± Sb） +largescale Au and Cu. The tectonic environments for the various mineralization are related to the episodic subduction of ate Mesozoic PaleoPacific plate towards the eastern end of Eurasia， in which there is a transition from compressional to crustal extensional conditions. Except the mineralization in the Yanbian area occurring in the late stage of intermediatebasic volcanic eruptionhypabyssal emplacement， the remnant mineralization formed in the late stage of bimodal volcanic eruptionhypabyssal emplacement. Considering the genetic relation between epithermal metallic and porphyry Cu and Mo mineralization， the earlystage epithermal Ag-Pb-Zn-Cu mineralization and the coeval porphyry mineralization constitute the porphyry Moepithermal Ag-Pb-Zn system， whereas the epithermal LS Ag-IS Pb-Zn-HS Cu polymetallic and porphyry Cu-Mo mineralization constitute the porphyry Mo-Cu-epithermal Ag-Pb-Zn hydrothermal system. Similarly， the intermediate and latestage epithermal Au mineralization and Aurich porphyry Cu mineralization constitute the Aurich porphyry Cuepithermal IS Cu-Au hydrothermalsystem and the Aurich porphyry Cuepithermal IS Cu-Auepithermal HS Au （Cu） hydrothermal system. Nevertheless， more evidence is needed to clarify whether the epithermal LS Te-Au， Sb-Au， and Au deposits are individual ore system or not. Late Mesozoic epithermal ore systems are the results" the underplating of mantlesourced basaltic magmas and their interactions with lowercrustal magmas during a rollback of subducting slab and a thinning crust episode from Late Jurassic to Early Cretaceous.

Key words： largescale epithermal mineralization; mineralization frames; ore system; geodynamic setting; continental edge of Northeast China

0 引言

淺成熱液礦床是一組與火山作用有關的有色、貴金屬以及非金屬礦床，這組礦床是全球金、銀、銅和鉛鋅的主要來源之一。據不完全統計，陸相火山熱液型金礦資源約占全球金儲量的6%、銀礦約占全球銀儲量的16%、銅礦約占全球銅金屬儲量的4%、鉛鋅礦約占全球鉛鋅儲量的10%

，同時不同程度地提供了可觀的稀散（In、Ga、Bi等）等關鍵金屬元素以及貴金屬鉑族元素（PGEs）等礦產資源。大量的研究表明，這類礦床主要產于環太平洋成礦域，其次產于喜馬拉雅成礦域、中亞成礦帶以及中央造山帶構造環境，部分產于大陸裂谷環境，少數發育在前寒武紀地臺區。成礦主要發生在中、新生代，產于B-型板塊俯沖的島弧、陸邊弧或A-型碰撞造山后伸展火山斷陷盆地區，并且在相應的構造背景下常與斑巖型銅鉬成礦有著密切的時空、成因聯系的成礦找礦功能，長期以來倍受國內外經濟地質學家關注和研究，先后建立了大洋板塊控制模式、島弧-大陸邊緣巖漿弧背景下的成礦模式。上述成果為深入研究淺成熱液金、銀鉛鋅銅礦床的成因、成礦預測和區域成礦規律奠定了理論基礎。

中國東北部陸緣大興安嶺及鄰區是我國淺成熱液金、銀鉛鋅銅多金屬礦床發育的典型地區之一，區域廣泛發育淺成熱液金、銀鉛鋅銅多金屬礦床。據不完全統計，目前已勘探出大型、中型和小型淺成熱液金礦床約17座之多（大型6座、中型5座），大型銀多金屬礦床5座，中型以上鉛鋅礦床10座之多，銅多金屬礦床5座之多（大型1座、中型3座）。大規模成礦發生在晚中生代火山盆地內和邊緣花崗雜巖隆起區，是世界獨具特色的中生代陸相火山作用、淺成熱液金銀鉛鋅銅多金屬成礦作用和共伴生斑巖銅鉬礦化發育區，是研究淺成熱液金、銀鉛鋅銅成礦作用與成礦規律的優越地區。為此，近年來筆者帶領研究團隊在該區開展了系統的礦床地質、流體包裹體和礦物巖石元素-同位素地球化學以及同位素定年工作，在取得了豐碩成果基礎上，并結合國內外相關研究進展撰寫了此文，以期詮釋大興安嶺及鄰區淺成熱液金、銀鉛鋅銅成礦規律，并為該領域區域成礦理論研究與找礦實踐戰略部署提供科學依據。

1 區域成礦地質背景

研究區位于中亞造山帶東段（圖1a），狹于西伯利亞板塊、華北板塊和太平洋板塊之間，是一個由中國境內的額爾古納地塊（EEGNT）、興安地塊（XAT）、松嫩地塊（SNT）、佳木斯地塊（JMST）、興凱地塊（XKT）和之間的造山帶所構成的多陸塊鑲嵌區，南部以赤峰—開源斷裂為界與華北板塊銜接（圖1b）。區域地質研究揭示，位于西部的大興安嶺地區出露的地質體以中生代陸相火山巖為主，間或發育花崗雜巖區，中部為松遼陸相火山-沉積盆地區，東部為小興安嶺張廣才嶺太平嶺延邊中生代花崗雜巖隆起區以及饒河古太平洋板塊俯沖增生楔區。在其不同區仍零星出露元古宙、古生代地層和侵入巖（圖1c）。大型斷裂構造主要是NE向德爾布干、塔源—喜桂圖、賀根山、依蘭—伊通、敦密超殼斷裂和NNE向八里罕—嫩江斷裂、牡丹江斷裂，以及南部近EW向西拉木倫和赤峰—開源超殼斷裂，整體是一個大致經歷了元古宙裂解、古亞洲洋演化、加里東陸內造山、海西興蒙造山和中生代古太平洋俯沖陸緣巖漿（-火山）弧，以及新生代地幔熱點等長達8億a之久地質演化歷史形成的復合地質構造區。多期復雜的構造、巖漿作用使得大興安嶺及鄰區成為我國重要的銀、鉛、鋅、鉬、銅、錫、金等礦產資源基地。研究區礦床成因類型有巖漿型、斑巖型、淺成熱液型、矽卡巖型和中高溫熱液型內生金屬礦床，且按成巖成礦時代可分為早古生代（480～440 Ma）、二疊紀三疊紀（300～220 Ma）、早—中侏羅世（200～165 Ma）、晚侏羅世—早白堊世（155～130 Ma）及早白堊世（125～100 Ma），為以發育與中生代火山-次火山作用有關的淺成熱液金、銀鉛鋅銅礦床（大興安嶺、小興安嶺、延邊等）為特色的成礦區，倍受國內外學者關注和研究。礦床廣泛發育在大興安嶺西坡、東坡和北段與小興安嶺北麓，以及延邊太平嶺饒河一帶的中生代侏羅紀—早白堊世火山-次火山巖區或火山-次火山機構區（圖1c）。研究區從礦床工業元素組合和其分布區域角度大致劃分3個成礦帶，分別是大興安嶺北段小興安嶺北麓完達山太平嶺延邊淺成熱液銅金成礦帶（Ⅰ）、大興安嶺東坡淺成熱液銅鉛鋅多金屬成礦帶（Ⅱ）和大興安嶺西坡淺成熱液銀鉛鋅成礦帶（Ⅲ）（圖1c，表1）。

2 礦床類型和基本地質特征

2.1 礦床成因類型

淺成熱液礦床是一組與火山作用有關的有色、貴金屬以及非金屬礦床，這類礦床最初提出是指形成深度淺（lt;1 km）、溫度低（lt;200 ℃）的一類礦床，現今主要指產于陸相火山巖系中或相鄰巖石中，成礦多發生在地殼淺部（lt;1.5 km），以中低溫熱液為特征的一組礦床，或特指產于陸相火山巖系中或相鄰巖石中，成礦深度淺（lt;2 km）、溫度小于300 ℃，成礦流體呈現巖漿水與大氣降水混合特征的一組礦床，又稱為“陸相火山熱液型礦床”，也有部分學者稱之為陸相火山巖型或次火山巖型礦床。20世紀70年代以來，隨著科學家們對產于環太平洋成礦域火山巖區的金礦床蝕變礦物和

成礦流體性質方面研究的深入，提出了淺成熱液低硫化型、淺成熱液高硫化型和堿性巖型，亦或冰長石-絹云母或低硫化型、中硫化型和明礬石-高嶺石或高硫化型礦床。為了充分體現與火山熱液作用有關的其他類型（如鉛鋅、銀和銅礦等）和與成礦相關聯的成礦構造背景，Corbett在研究環太平洋，尤其是西南太平洋地區巖漿弧環境中淺成熱液金礦與斑巖型金銅礦的關系基礎上，從礦物組合、影響貴金屬品位的銀金比值、冶金技術和形成深度等角度，將淺成熱液金礦床進一步劃分為巖漿弧型（石英-硫化物Au±Cu型礦床、碳酸鹽-賤金屬Au型礦床、疊加石英-硫化物Au型礦床、多金屬Ag-Au型礦床、淺成熱液石英Au-Ag礦床和淺成熱液玉髓Au-Ag礦床）和裂谷型（淺成熱液冰長石-絹云母型Au-Ag礦床，局部可見該類型的礦床與碳酸鹽賤金屬Au型和石英-硫化物Au±Cu型礦床）。該分類雖然突出了成礦環境、成礦元素組合、礦石類型和空間關系，但筆者認為其過于強調構造環境且僅突出金成礦元素。在淺成熱液銀鉛鋅銅礦床分類方面，有學者將其歸為中硫化型淺成熱液礦床、高硫化型淺成熱液礦床、低中硫化型淺成熱液礦床，有學者統稱之“淺成熱液型多金屬或賤金屬礦床”（polymetallic/base metal epithermal deposits）。我國部分學者鑒于其成礦作用與陸相火山巖密切，故稱其為“陸相火山熱液型礦床”、“次火山-火山熱液脈型礦床”。而在東太平洋沿岸科迪勒拉地區曾稱之為“科迪勒拉型多金屬或賤金屬礦床”（Cordilleran polymetallic or base metal deposits）或“比尤特型脈狀礦床”（Buttetype vein deposits）、多金屬脈型礦床（polymetallic veins），以及具有分帶的賤金屬脈型礦床（zoned base metal veins）。

由以上論述不難看出，伴隨著研究的不斷深入，科學家們逐漸認識到雖然不同學者對礦床的分類各有千秋，但是如何從整體角度認識礦床或礦床之間的成礦空間格架與成因聯系尤為重要，并為指導找礦提供科學依據。基于此，越來越多的地質學家逐漸接受了按照“蝕變礦物和成礦流體性質”進行成因類型的劃分，以便與成礦環境、時代相結合建立成礦找礦模式。本文以此為基礎，從礦床的礦化蝕變、主成礦元素和組合、流體包裹體和穩定同位素（H-O）等特征以及成礦系列、成礦系統概念角度出發，參照Hedenquist等有關淺成熱液礦床的分類原則，結合區域分布特征，將大興安嶺及鄰區晚中生代淺成熱液金、銀鉛鋅銅礦床劃分為淺成熱液銅金、淺成熱液銅鉛鋅多金屬和淺成熱液銀鉛鋅三大成礦帶，即：大興安嶺北段小興安嶺北麓完達山太平嶺延邊淺成熱液銅金（Ⅰ）、大興安嶺東坡淺成熱液銅鉛鋅多金屬（Ⅱ）和大興安嶺西坡淺成熱液銀鉛鋅成礦帶（Ⅲ）。礦床成因類型劃分為淺成熱液低硫化型（LS）、淺成熱液中硫化型（IS）和淺成熱液高硫化型（HS）礦床；同時，將淺成熱液低硫化型金礦床進一步劃分為狹義淺成熱液低硫化型金、銻金和碲金3個亞類，淺成熱液高硫化型金礦床劃分狹義金和銅金2個亞類。各成礦帶或成礦系統的礦床成因類型或大類、亞類的相應代表性礦床和類比礦床以及是否伴生斑巖型礦床（點）的情況列于表1。

2.2 礦床地質基本特征

2.2.1 大興安嶺北段小興安嶺北麓完達山太平嶺延邊淺成熱液銅金成礦帶（Ⅰ）

2.2.1.1 淺成熱液低硫化型金礦床

1）金礦床（狹義）

該類型礦床成礦元素為金和銀，廣泛分布在小興安嶺、完達山、延邊地區，發育的礦床有東安、高松山、四平山、五鳳-五星山、刺猬溝和干河溝等10余座（圖1c）。其中，東安為大型礦床，其他為中小型礦床。礦體類型有硅質巖型、熱液角礫巖型、石英復脈型、方解石脈型和細網脈型等（圖2）。其中：四平山為硅質巖型+硅質膠結角礫巖型+網脈型（圖2a、b），高松山為石英脈型+熱液膠結角礫巖型（圖2c、d），五鳳-五星山為方解石脈型+石英細脈型，刺猬溝為石英脈-方解石脈型（圖2e），干河溝為石英復脈型（圖2f），東安為石英復脈型+熱液膠結角礫巖型（圖2g、h）。它們的共同特征是：礦石硫化物體積分數普遍較低（lt;5%），礦石構造為條帶狀、角礫狀和細脈-網脈狀，成礦晚階段發育晶洞-晶簇構造；熱液蝕變表現為發育不同程度的青磐巖化→冰長石化→絹英巖化（+泥化）→多階段硅化，以發育綠簾石化、硅化、冰長石化、泥化、螢石化以及絹英巖化為特征；礦石礦物以黃鐵礦為主，其次是黃銅礦、方鉛礦、毒砂、輝銅礦、閃鋅礦和赤鐵礦等，載金銀礦物主要是銀金礦、自然銀等。成礦從早到晚普遍經歷石英-黃鐵礦階段、乳白色石英-冰長石階段、煙灰色石英-多金屬硫化物階段和石英（+螢石）碳酸鹽礦物階段（表2）。其中，在五鳳-五星山、刺猬溝金成礦體系發育早階段碳酸鹽成礦過程。

2）銻金礦床

該類型礦床成礦元素為Au-Ag-Sb，發育在小興安嶺北麓烏拉嘎中生代火山-沉積盆邊緣隆起帶（圖1c），礦床有烏拉嘎、平頂山、連珠山等。成礦發生在晚中生代早白堊世火山-次火山或中淺成中酸性侵入巖斷裂體系。其中，烏拉嘎銻金礦床最為典型，且為大型礦床，其他為小型礦床。烏拉嘎銻金礦床礦體類型為熱液膠結角礫狀、細網脈和條帶狀硅質石英脈型（圖3a、b、c）；在空間上，上部為條帶狀硅質石英脈、中部為硫化物充填硅質角礫巖型，下部為金屬硫化物網脈型；礦石呈條帶脈狀、角礫狀、細網脈狀和晶洞狀等構造；自形—他形粒狀結構為主，局部發育有壓碎結構和交代結構等；圍巖蝕變依次是青磐巖化→絹英巖化→中等泥化→多階段硅化+冰長石化，青磐巖化、絹英巖化和中等泥化以及硅化發育；金屬硫化物體積分數lt;5%，在硫化物脈中高達30%，主要為輝銻礦、白鐵礦和黃鐵礦，其次是閃鋅礦、黃銅礦、方鉛礦、毒砂，載金礦物為銻金礦和銀金礦等；成礦過程大致經歷白色石英-黃鐵礦（-白鐵礦）、雜色石英-黃鐵礦（-白鐵礦）-閃鋅礦、石英-貧/富硫化物和乳白色石英-碳酸鹽礦物等4個階段（表2）。

3）碲金礦床

該類型礦床成礦元素組合為Au-Ag-Te，以三道灣子大型碲金礦床最為典型，其次是永新和上馬廠中型碲金礦床等，它們共同發育在小興安嶺與大興安嶺北部交界地帶（圖1c），成礦作用與晚中生代早白堊世火山-次火山作用有關。目前，有關三道灣子碲金礦床的礦床地質研究揭示，該礦床礦體類型以石英脈型為主，其次是共伴生角礫巖型（圖3d、e）；礦石呈細脈狀、網脈狀、浸染狀、角礫狀、梳狀和晶洞構造等，礦石礦物呈自形—他形、交代、環帶、包含及膠狀結構等；圍巖蝕變依次是青磐巖化→絹英巖化（+泥化）→硅化+冰長石化→多階段硅化，以青磐巖化和硅化為主，其次是絹英巖化、泥化、冰長石化和碳酸鹽化；硅化、冰長石化和絹英巖化與成礦關系密切；礦石礦物體積分數lt;1%，以黃鐵礦為主，少量磁黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、黝銅礦、閃鋅礦、方鉛礦、毒砂、輝銀礦，載金銀礦物有金銀碲化物、自然金和銀金礦等；成礦過程大致經歷石英-黃鐵礦階段、石英-金多金屬硫（碲）化物階段、石英-碲化物-自然金階段和石英-碳酸鹽礦物階段。

2.2.1.2 淺成熱液中硫化型銅金礦床

該類型礦床發育在延邊地區，典型礦床為鬧枝銅金礦床，鄰區華北陸臺北緣遼西金廠溝梁、二道溝銅金礦床即屬于此類（圖1c），成礦作用與晚中生代早白堊世火山-中淺成巖漿作用有關。礦體類型主要是硫化物石英脈型，其次是蝕變巖型（圖3f、g），伴生閃鋅礦-方鉛礦脈；礦石具有條帶狀、浸染狀、脈狀、角礫狀和晶簇狀構造等，呈自形程度不同的粒狀、碎裂狀、交代星點狀、固溶體分離狀和樹枝狀等；圍巖蝕變依次是鉀化→青磐巖化→絹英巖化±冰長石化→泥化→多階段硅化，以絹英巖化、泥化和硅化發育為特征；與淺成熱液低硫化型金礦床相比，其礦石礦物體積分數高，一般為10%～40%，主要為黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、方鉛礦，少量磁黃鐵礦、斑銅礦、黝銅礦、輝銅礦、輝鉬礦等，載金銀礦物為銀金礦、自然銀等。成礦過程大致經歷石英-輝鉬礦-磁黃鐵礦、石英-黃鐵礦-黃銅礦、石英-多金屬硫化物、石英-方鉛礦和石英-碳酸鹽礦物等5個階段（表2）。

2.2.1.3 淺成熱液高硫化型金-銅金礦床

該類型礦床主要發育在吉黑東部和大興安嶺北段，包括東寧金廠銅金礦床、杜荒嶺、九三溝、二十一站和旁開門金礦床等；以金礦床為主，銅金礦床次之，兩者礦床地質特征概述如下。

1）金礦床

該類型礦床包括東寧金廠J-0角礫巖型金礦床、九三溝、杜荒嶺及旁開門金礦床，它們均為中小型礦床，主要發育在早白堊世中深成侵入巖發育區，僅旁開門發育在早白堊世流紋質火山巖區。礦體類型主要是隱爆角礫巖型（圖3h、i），其次是蝕變巖型；礦石呈角礫狀、浸染狀、團塊狀、細脈-網脈狀及晶洞狀構造；自形—他形粒狀為主，其次為碎裂、交代及固溶體分離結構等；圍巖蝕變依次是鉀化→青磐巖化→絹英巖化→泥化→多階段硅化，以發育鉀化、絹英巖化、高嶺石化和多階段硅化為特征；礦石礦物體積分數為5%～20%，以黃鐵礦為主，少量黃銅礦、磁黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、斑銅礦、輝銅礦和自然金、銀金礦等。成礦過程經歷石英-黃鐵礦-毒砂、石英-黃鐵礦±黃銅礦、石英-多金屬硫化物和石英-方解石等階段。

2）銅金礦床

代表性礦床有二十一站和金廠J-1角礫巖銅金礦床，均為中小型礦床，成礦與早白堊世花崗閃長

斑巖有關。礦體類型為隱爆角礫巖型；礦石以熱液膠結角礫狀構造為特征，其次是條帶狀、浸染狀、細脈-網脈狀構造；結構以粒狀結構為主，其次為碎裂、交代結構等；圍巖蝕變依次是鉀化→青磐巖化→絹英巖化→泥化→多階段硅化，以發育鉀化、青磐巖化、電氣石化、高嶺石化和多階段硅化為特征；礦石礦物體積分數lt;20%，以黃銅礦為主，其次是磁黃鐵礦、黃鐵礦、方鉛礦，載金礦物為自然金、銀金礦等。成礦過程經歷石英-黃鐵礦-磁黃鐵礦、石英-黃鐵礦+黃銅礦±輝鉬礦、石英-多金屬硫化物和石英-方解石階段。

2.2.2 大興安嶺東坡淺成熱液銅鉛鋅多金屬成礦帶（Ⅱ）

該成礦帶以淺成熱液高硫化型銅多金屬礦床為主，有小型以上礦床5座，其次是淺成熱液中硫化型鉛鋅礦床1座。

2.2.2.1 淺成熱液中硫化型鉛鋅多金屬礦床

該類型礦床在大興安嶺東坡為長春嶺鉛鋅礦床，其發育在蓮花山礦田內。此外，在布敦花、鬧牛山和蓮花山銅多金屬礦床中可見相對獨立的鉛鋅礦脈與銅多金屬礦脈伴生產出。因此，該帶淺成熱液中硫化型鉛鋅多金屬成礦與淺成熱液高硫化型銅多金屬成礦具有明顯的成因聯系。礦床地質特征參見大興安嶺西坡淺成熱液中硫化型鉛鋅多金屬礦床。

2.2.2.2 淺成熱液高硫化型銅多金屬礦床

該系統代表性礦床為布敦花、鬧牛山和蓮花山銅多金屬礦床（圖1c）。礦床地質特征研究表明：該礦床礦體以脈狀為主（圖4a、b），其次是細脈-網脈狀；圍巖蝕變依次是鉀長石化→青磐巖化→絹英巖化（±泥化）→多階段硅化→碳酸鹽化，主要是多階段硅化，其次是鉀化、青磐巖化；礦石礦物體積分數為10%～30%，以黃銅礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦為主，次要礦物包括磁鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、輝鉬礦和毒砂等。成礦過程大致經歷石英-黃鐵礦-輝鉬礦-毒砂、石英-黃鐵礦-黃銅礦、石英-多金屬硫化物、石英-閃鋅礦-方鉛礦和石英-碳酸鹽礦物階段（表3）。

2.2.3 大興安嶺西坡淺成熱液銀鉛鋅成礦帶（Ⅲ）

該成礦帶礦床發育在大興安嶺中北部晚中生代陸相火山巖區，依據礦化蝕變特征可劃分低硫化型銀礦床和中硫化型鉛鋅礦床二類（表1）。其中，以中硫化型鉛鋅礦床最為發育，其次是低硫化型銀礦床（圖1c）。各類礦床基本特征如下。

2.2.3.1 淺成熱液低硫化型銀多金屬礦床

該類型礦床主要分布在大興安嶺東西兩側的晚中生代陸相火山盆地和花崗雜巖體的斷裂內（圖1c），產在晚中生代火山巖區的礦床有額仁陶勒蓋、二道坎子、花敖包特等礦床；中生代花崗巖體內部有孟恩陶勒蓋、山門等礦床，均為大型獨立銀礦床，共伴生鉛鋅和銅以及稀散金屬礦產。該類礦床礦體類型以脈型為主（圖4c），其次是網脈型和角礫巖型（圖4d）；礦石呈塊狀、網脈狀、角礫狀、浸染狀和條帶狀構造等；自形—他形粒狀為主，可見交代結構、固溶體分離結構、包含結構和碎裂結構等；圍巖蝕變依次是青磐巖化→絹英巖化-冰長石化→多階段硅化→碳酸鹽化；硅化、錳碳酸鹽化與銀成礦密切；礦石礦物體積分數為5%～10%，礦石礦物有黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦和黃銅礦等，載銀礦物為輝銀礦、自然銀、銀黝銅礦、深紅銀礦和淡紅銀礦等。成礦過程大致經歷了石英-黃鐵礦、石英-硫化物-銀礦物、銀礦物-硫化物-鐵錳碳酸鹽和銀礦物-石英-碳酸鹽礦物階段（表3）。

2.2.3.2 淺成熱液中硫化型鉛鋅多金屬礦床

該類型礦床發育在晚中生代陸相火山巖區，在大興安嶺西坡最為發育，中型以上礦床約12座（圖1c），例如二道河子鉛鋅礦床、甲烏拉鉛鋅礦床等。礦體以脈型為主（圖4e、f），其次是角礫型；礦石呈塊狀、細脈-網脈狀、角礫狀、條帶狀、晶洞構造等；自形—他形粒狀、交代結構和乳滴狀結構等；

圍巖蝕變依次是青磐巖化→絹英巖化→泥化→多階段硅化±冰長石化→碳酸鹽化和螢石化，以青磐巖化、冰長石化和多階段硅化為特征；

礦石礦物體積分數為10%～30%，以方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦為主，少量黃銅礦、黝銅礦和輝銀礦等。成礦過程大致經歷了石英-黃鐵礦、石英-黃鐵礦-閃鋅礦-黃銅礦、石英-黃鐵礦-黃銅礦-閃鋅礦-方鉛礦-輝銀礦-黝銅礦和石英-黃鐵礦-方解石±螢石階段。

3 礦物流體包裹體特征：成礦流體性質、起源與演化

3.1 淺成熱液銅金礦床

1）淺成熱液低硫化型金礦床

大量研究揭示，研究區淺成熱液低硫化型金成礦亞系統的代表性礦床包括刺猬溝、干河溝、東安、高松山、伊東林場、四平山、岱王砬子、五鳳-五星山等金礦床和烏拉嘎銻金礦床以及三道灣子、永新碲金礦床（圖1c）。它們具有相似的礦物流體包裹體類型，主要是富氣和富液的氣液兩相包裹體，個別礦床可見含石鹽子晶三相包裹體（如三道灣子和永新碲金礦床等）。主成礦階段溫度和鹽度相對較低，氣相成分主要是H2O，其次是不同程度富集CO2，個別礦床檢測到H2S、N2、C4H6等，以H2O+NaCl為主的多相流體體系結晶沉淀深度淺，估算流體就位古深度約1.20 km以淺至地表（表4）。氫-氧同位素地球化學特征揭示，成礦流體具有殘余巖漿水為主逐漸過渡到大氣降水或標準雨水為主的特征，區域上對應代表型礦床是烏拉嘎銻金礦床→

永新碲金礦床+高松山金礦床+五鳳-五星山金礦床→東安銀金礦床→三道灣子碲金礦床（表5，圖5a）。依據目前的勘探現狀，可初步厘定從地表到深部礦床可歸納為刺猬溝+五鳳-五星山+高松山（+四平山）（0 m）金礦床→干河溝金礦床+三道灣子（北大溝）蹄金礦床→烏拉嘎銻金礦床（1 km）（表4）。

2）淺成熱液中硫化型銅金礦床

該類型礦床包括延邊鬧枝和華北北緣金廠溝梁銅金礦床。研究表明：該類型礦床的礦物流體包裹體類型主要是氣液兩相或富氣相、富液相包裹體和純氣相為主，少量純液相和含子晶（石鹽、磁鐵礦等）三相包裹體（如鬧枝銅金礦床）；主成礦階段均一溫度為203～356 ℃，鹽度為1.74%～20.97%，以中低鹽度流體伴生為特征，氣相成分以H2O和CO2為主，

少量或微量N2、CO等；因此，成礦流體是以H2O+NaCl+CO2為主的多相流體體系；估算成礦流體沉淀古深度lt;1.50 km（表4）。氫-氧同位素地球化學特征揭示：成礦流體性質與淺成熱液低硫化型金礦床中的烏拉嘎銻金礦床的流體性質相似，即早階段為殘余巖漿水，向主成礦階段演化大氣水逐漸增加趨勢（表5，圖5b）。

3）淺成熱液高硫化型金-銅金礦床

代表性金廠銅金礦床和杜荒嶺金礦床的礦物流體包裹體研究表明，該亞系統的礦物流體包裹體類型主要是富氣相、富液相和含石鹽、鉀鹽、重晶石、硬石膏、黃銅礦和磁鐵礦等子晶礦物三相包裹體，同時有純液相、純氣相包裹體共伴生。主成礦階段流體包裹體均一溫度相對高，達240～380 ℃，以中高鹽度流體包裹體共生為特征（表4）。激光拉曼探針測定其氣相成分主要為H2O，其次是CO2和微量CH4、N2等。整體呈現明顯的中高溫、中等鹽度、酸性與偏氧化的H2O+CO2+（Na+K）Cl多相流體體系，經溫壓降低還原作用卸載成礦元素，成礦古深度在1.50～2.00 km之間。氫-氧同位素地球化學特征揭示，成礦流體性質具有殘余巖漿水為主的屬性（表5，圖5b）。

3.2 淺成熱液銀鉛鋅多金屬礦床

1）淺成熱液低硫化型銀多金屬礦床

該亞系統的礦物流體包裹體主要是富氣相、富液相和純液相包裹體，主成礦階段流體包裹體均一溫度為230～270 ℃，鹽度為0.42%～1.89%，氣相成分H2O為主，其次是CO2，微量N2、CO、CH4、H2等（表4）；整體為中低溫、低鹽度H2O+CO2+NaCl多相還原流體體系；在溫壓降低還原過程卸載成礦元素，成礦古深度在lt;1.10 km。氫-氧同位素地球化學特征揭示，成礦流體性質為大氣降水+早階段為殘余巖漿水+大氣降水（如額仁陶勒蓋銀多金屬礦床）（表5，圖5c）。

a. 小興安嶺大興安嶺北麓淺成熱液金-銻金-碲金成礦系統；刺猬溝礦床同位素數據據文獻；五鳳-五星山礦床同位素數據據文獻；東安、高松山和烏拉嘎礦床同位素數據據文獻；三道灣子礦床同位素數據據文獻；永新礦床同位素數據據文獻。b. 淺成熱液銀鉛鋅成礦系統；鬧枝礦床同位素數據據文獻；金廠礦床同位素數據據文獻；杜荒嶺和九三溝礦床同位素數據據文獻。c. 太平嶺延邊淺成熱液金-銅金成礦系統；額仁陶勒蓋礦床同位素數據據文獻；甲烏拉礦床同位素數據據文獻；查干布拉根礦床同位素數據據文獻；二道河子、比利亞和得耳布爾礦床同位素數據據文獻；布敦花礦床同位素數據據文獻；鬧牛山礦床同位素數據據文獻；蓮花山礦床同位素數據據文獻。底圖據文獻。

2）淺成熱液中硫化型鉛鋅多金屬礦床

該亞系統的礦物流體包裹體主要是富液相、富氣相包裹體為主，少數為純氣相、純液相包裹體，可見少量含石鹽等子晶礦物三相包裹體。主成礦階段流體包裹體均一溫度為192～337 ℃，鹽度為0.83%～13.88%，氣相成分以H2O為主，含有少量CO2和微量CH4（表4）；整體為中溫、中低鹽度H2O+CO2+NaCl多相還原流體體系；經溫壓降低卸載成礦元素，成礦古深度在lt;1.50 km。氫-氧同位素地球化學特征揭示，成礦流體具有以古雨水或大氣降水為主的屬性（如二道河子和甲烏拉鉛鋅礦床）（表5，圖5c）。

3.3 淺成熱液銅鉛鋅多金屬礦床

目前，對該成礦系統高硫化型銅多金屬成礦亞系統的礦物流體包裹體研究表明，流體包裹體類型主要是純液相和富液相為主，其次是純氣相，少量含有石鹽以及鎂方解石、硝酸鈉、硫酸鐵等子礦物三相包裹體。主成礦階段流體包裹體均一溫度為183～407 ℃，高中低鹽度共生（0.35%～46.56%），氣相成分以CO2和H2O為主，微量CH4、NO3-（表4），整體為高中溫、中鹽度H2O+CO2+NaCl多相氧化流體體系；經溫壓降低還原作用卸載成礦元素，成礦古深度在lt;2.40 km。氫-氧同位素地球化學特征揭示，成礦流體以古雨水或大氣降水為主（如布敦花、蓮花山、鬧牛山等）（表5，圖5c）。

4 成礦時代與成礦（期）階段

4.1 淺成熱液金-銅金礦床（Ⅰ）

如前所述，淺成熱液金-銅金成礦發育在大興安嶺北段小興安嶺北麓完達山太平嶺延邊淺成熱液銅金成礦帶。目前，有關該類型礦床的礦石和脈石礦物的同位素定年結果（表6）揭示：1）淺成熱液低硫化型金礦床的刺猬溝金礦床礦石礦物黃鐵礦Rb-Sr等時線年齡為（102.6±2.2）Ma、東安銀金礦床蝕變礦物冰長石40Ar/39Ar等時線年齡為（107.2±0.6）Ma、高松山金礦床脈石礦物石英Rb-Sr等時線年齡為（98.0±1.6）Ma；2）淺成熱液低硫化型銻金礦床的烏拉嘎銻金礦床礦石礦物黃鐵礦Rb-Sr等時線年齡為（113.8±4.4）Ma；3）淺成熱液低硫化型碲金礦床的三道灣子碲金礦床礦石礦物黃鐵礦Rb-Sr等時線年齡為（119.1±3.9）Ma、永新碲金礦床礦石礦物黃鐵礦Rb-Sr等時線年齡為（107.0±4.0）Ma；4）淺成熱液中硫化型銅金礦床的鬧枝銅金礦床金屬硫化物Rb-Sr等時線年齡為（124.6±2.7）Ma、金廠溝梁銅金礦床礦石硫化物Rb-Sr等時線年齡為（127.6±5.5）Ma；5）淺成熱液高硫化型金-銅金礦床的杜荒嶺金礦床硫化物石英脈石英40Ar/39Ar等時線年齡為（107.0±6.0）Ma、金廠J-1銅金礦床礦石礦物硫化物Re-Os等時線年齡為（102.9±2.7）Ma、金廠J-0金礦床礦石礦物硫化物Re-Os等時線年齡為（114.0±3.0）Ma（表6）。

上述定年結果表明，除獲得烏拉嘎銻金礦床成礦時代為（113.8±4.4）Ma和金廠J-0金礦床礦石礦物硫化物Re-Os等時線年齡為（114.0±3.0）Ma外，在考慮相對誤差和相關熱事件定年基礎上，可見其成礦作用可劃分為126～120 Ma和110～100 Ma共 2個時段，分別對應淺成熱液中硫化型銅金成礦和淺成熱液低硫化型金、碲金和高硫化型金-金銅成礦（圖6）。

4.2 淺成熱液銅鉛鋅多金屬礦床（Ⅱ）

該帶是以淺成熱液高硫化型銅多金屬礦床發育為主，有淺成熱液中硫化型鉛鋅礦床共伴生（如蓮花山礦田和布敦花礦田）（圖1c）。礦床地質研究揭示，布敦花淺成熱液銅多金屬礦田內發育著古生界下二疊統大石寨組、上中生界中侏羅統萬寶組和上侏羅統滿克頭鄂博組以及晚中生代黑云母花崗閃長巖、黑云母花崗閃長斑巖、花崗斑巖、斜長花崗斑巖和閃長玢巖，獲得礦石礦物輝鉬礦Re-Os模式年齡為（150.0±2.2）Ma;鬧牛山礦田發育的地層有上二疊統索倫組、中生界中侏羅統萬寶組和下白堊統瑪尼吐組陸相中酸性火山巖，獲得礦石礦物輝鉬礦Re-Os模式年齡為（134.3±0.8）Ma；獲得蓮花山銅多金屬礦田的礦石礦物輝鉬礦Re-Os等時線年齡為（139.5±1.5）Ma（表7，圖7）；指示其大規模成礦發生在150～135 Ma（圖7）。

4.3 淺成熱液銀鉛鋅多金屬礦（Ⅲ）

該帶礦床發育在大興安嶺西坡晚中生代中—晚侏羅世雙峰式火山巖區，以發育淺成熱液鉛鋅礦床為特色。年代學研究揭示：1）淺成熱液低硫化型銀礦床成礦體系內與成礦相伴生的石英二長斑巖鋯石U-Pb同位素加權平均年齡為（138.6±2.3）Ma（額仁陶勒蓋）；2）淺成熱液中硫化型鉛鋅礦床的比利亞鉛鋅礦床硫化物Rb-Sr同位素等時線年齡為（131.3±2.4）Ma、得耳布爾鉛鋅礦床硫化物Rb-Sr同位素等時線年齡為（141.6±1.9）Ma、二道河子鉛鋅礦床硫化物Rb-Sr同位素等時線年齡為（137.7±1.8） Ma、東郡鉛鋅礦床硫化物Rb-Sr同位素等時線年齡為（130.0±4.4）Ma、甲烏拉—查干布拉根鉛鋅礦田硫化物Rb-Sr同位素等時線年齡為（143.0±2.0）Ma（表7，圖7）。綜合上述成礦年代學數據，結合成礦相關熱事件定年情況（表7），限定成礦發生在早白堊世早期，時間跨度為143～130 Ma，持續13 Ma，以143～138 Ma時段為主（額仁陶勒蓋、得耳布爾、二道河子、甲烏拉—查干布拉根），在131～130 Ma階段成礦相對弱（東郡和比利亞）（圖7）。

以上論述可知，研究區淺成熱液金、金銅、銀鉛鋅和銅鉛鋅多金屬大規模成礦具有空間上的區域性、時間相對連續性的演化規律。區域上從早到晚依次是大興安嶺東坡淺成熱液銅鉛鋅多金屬大規模成礦（150～135 Ma）（陸緣火山弧）→大興安嶺西坡銀鉛鋅多金屬大規模成礦（143～130 Ma）（陸緣弧后火山盆地）→大興安嶺北端與小興安嶺北麓淺成熱液低硫化型碲金和延邊華北陸臺北緣淺成熱液中硫化型銅金成礦（126～120 Ma）（走滑斷裂火山鏈）→大興安嶺北端小興安嶺完達山太平嶺延邊淺成熱液低硫化型金-高硫化型金（+銅金）大規模成礦（伸展斷陷火山盆地，110～100 Ma）（圖1c、6、7）。

5 成礦帶/礦區相關巖漿熱事件與熱動源、深部地質過程

礦床地質研究表明，在研究區三大成礦帶中發育的礦床成礦均與晚中生代火山-次火山或斑巖巖漿作用有明顯的時空和成因聯系。通過其不同系統的巖漿作用年代學和多元元素-同位素研究（圖8、9、10），不僅限定了成礦時代，同時揭示其成礦熱動源和深部地質過程。下面將從巖漿熱事件和Sr-Nd-Hf多元同位素角度出發，探討熱動源與深部地質過程，繼而詮釋大規模成礦與時空演化規律，為建立成礦系統提供依據。

5.1 淺成熱液金-銅金成礦

如前所述，該類型礦床發育在大興安嶺北段小興安嶺北麓完達山太平嶺延邊一線。礦床類型以淺成熱液低硫化型金礦床為主，其次是高硫化型金-銅金礦床以及中硫化型銅金礦床。已獲得的與成礦密切的巖漿熱事件同位素定年和Sr-Nd-Hf同位素特征如下。

5.1.1 淺成熱液低硫化型礦床

5.1.1.1 金礦床

該類型礦床集中在110～100 Ma成礦。典型礦床包括小興安嶺北麓的東安、高松山，完達山的四平山、代王砬子和延邊地區的刺猬溝、干河溝、五鳳-五星山等礦床，獲得與成礦密切相關的巖漿事件的全巖Sr-Nd和單顆粒原位鋯石Hf同位素數據結果（數據表略）概述如下。

小興安嶺北麓東安銀金礦床成礦發生在雙峰式火山噴發（寧遠村期安山質火山巖+福民河期流紋質火山巖）的花崗斑巖就位過程（圖6）。安山巖（87Sr/86Sr）i為0.705 4～0.708 4，εNd（t）為-3.11～1.83，TDM2為1 316～945 Ma；流紋巖（87Sr/86Sr）i為0.707 2～0.707 4、εNd（t）為-3.05～-2.80，TDM2為1 307～1 288 Ma；花崗斑巖（87Sr/86Sr）i為0.705 4～

0.705 7，εNd（t）為3.83～3.93，TDM2為786～779 Ma。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）圖解（圖8a）上，

安山巖3件成分點落在靠近地幔演化線（或）玄武巖漿與下地殼相互作用的演化線上，并指示玄武巖占比約為89.5%，另外2件成分點落在地幔演化線的上方向EMⅡ型地幔演化方向與流紋巖處于十分接近的區域；花崗斑巖成分點落在原始地幔/MORB（洋中脊玄武巖）與上地殼物質交換的演化線上，指示原始地幔/MORB占比為98.5%（暗示巖漿演化受到上地殼物質混染，不大可能是源區特征）。原位鋯石Hf同位素特征顯示，安山巖εHf（t）為-3.40～3.70，TDM2為1 919～1 278 Ma，花崗斑巖εHf（t）為-0.30～4.20，TDM2為1 639～1 232 Ma；流紋巖εHf（t）為-0.58～1.62，TDM2為1 662～1 464 Ma。

在單顆粒U-Pb同位素年齡與εHf（t）和176Hf/177Hf圖解（圖9a、b）上，安山巖和花崗斑巖協調一致地落在球粒隕石分界線兩側或指示下地殼和虧損地幔混合源特征；在單顆粒U-Pb同位素年齡與TDM2圖解（圖10a）上，指示安山巖為中元古物質源區（TDM2峰值為1 400 Ma），花崗斑巖為中元古代（峰值為1 400 Ma）和古元古代（峰值為1 630 Ma）物質混合源區，流紋巖為（均值或峰值為1 568 Ma）古—中元古代混合物質源區。綜合Sr-Nd同位素特征表明：該成礦系統具有幔源玄武巖漿底侵與中元古代為主的下地殼物質發生同化混染（MASH）過程，進而引發中—古元古代地殼重熔；先后經歷幔源玄武巖漿底侵中元古代下地殼→同化混染+巖漿結晶作用→雙峰式火山噴發（寧遠村組和福明河組）→殘余酸性巖漿淺成就位+大規模流體出溶→金成礦作用。即安山巖、花崗斑巖為玄武質巖漿底侵與下地殼物質相互作用產物，形成花崗斑巖巖漿過程有幔源流體加入，這一點與安山巖存在降低的εNd（t）相一致（圖8a），與后文淺成熱液銀鉛鋅和銅鉛鋅成礦系統相比，地殼物質占比較高。小興安嶺北麓高松山金成礦發生在102 Ma，成礦發生在雙峰式火山噴發（板子房組中基性火山巖和福民河組流紋巖）和淺成就位晚期（圖6）。與成礦密切的巖漿熱事件全巖Sr-Nd同位素顯示：玄武安山巖（87Sr/86Sr）i為0.706 0～0.707 0，εNd（t）為2.90～3.40，TDM2為649～612 Ma；流紋巖（87Sr/86Sr）i為0.706 6～0.707 7，εNd（t）為2.50～2.70，TDM2為704～683 Ma。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）源區模擬圖解（圖8a）上，兩者均落在原始地幔/MORB與上地殼物質交換的演化線上，指示原始地幔/MORB占比為98%～99%，上地殼占比為1%～2%。單顆粒鋯石Hf同位素揭示，流紋巖εHf（t）為5.25～8.17，TDM2為740～575 Ma。在單顆粒U-Pb同位素年齡與εHf（t）、176Hf/177Hf圖解（圖9a、b）上，流紋巖成分點落在球粒隕石分界線之上的年輕地殼范圍和球粒隕石與虧損地幔之間的源區。在單顆粒U-Pb同位素年齡與TDM2圖解（圖10a）上，顯示源區為中新元古代地殼源（TDM2峰值1 040 Ma）。Nd和Hf同位素

TDM2

十分耦合，明顯區別于東安銀金礦床的Sr-Nd-Hf同位素特征，指示年輕地幔占比較大。鑒于此，將其深部地質過程與淺部成巖成礦作用概括為：幔源玄武巖漿底侵中新元古代下地殼→同化混染+巖漿房結晶→雙峰式火山噴發-淺成就位（板子房組→福民河組）→酸性巖漿超淺成就位+流體出溶-金銀成礦作用。

延邊地區刺猬溝、干河溝和五鳳-五星山等淺成熱液低硫化型金礦床的成礦發生在（102±2）Ma，與成礦密切相關的玄武安山巖-安山巖-英安巖和次火山巖的同位素定年揭示：安山巖鋯石U-Pb年齡在110～106 Ma，花崗閃長斑巖鋯石U-Pb年齡為110～107 Ma，閃長玢巖脈鋯石U-Pb年齡為（107.8±1.8）Ma（表6，圖6）。玄武安山巖-安山巖（87Sr/86Sr）i為0.704 1～0.706 1，εNd（t）為-2.10～3.52，TDM2為1 263～819 Ma；英安斑巖（87Sr/86Sr）i為0.709 3，εNd（t）為0.64，TDM2為703 Ma（部分為作者待發表數據）。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）源區模擬圖解（圖8b）上，玄武安山巖-安山巖主要傾向于PM（原始地幔）/MORB（98.5%）和下地殼（1.5%）混合源屬性，部分傾向玄武巖（90%）和下地殼物質（10%）混合源屬性；而與成礦共生的英安斑巖反映PM/MORB（97%）+上地殼物質（3%）混合源特征；體現隨巖漿演化年輕地殼物質逐漸增加的特征。Hf同位素揭示，安山巖原位鋯石εHf（t）為6.7～9.9，TDM2為1 001～759 Ma（屯田營組）和999～714 Ma（金溝嶺組）；安山巖單顆粒鋯石εHf（t）為6.3～12.7，TDM2為1 038～638 Ma；花崗閃長斑巖εHf（t）為8.4～10.4，TDM2為829～662 Ma（作者待發表數據）。在單顆粒鋯石U-Pb同位素定年與εHf（t）和（176Hf/177Hf）i圖解（圖9c、d）上，屯田營組安山巖和金溝嶺組安山巖基本落在年輕地殼或造山帶和球粒隕石與虧損地幔之間區域，花崗閃長斑巖成分點落在年輕地殼或造山帶和球粒隕石與虧損地幔之間靠近虧損地幔演化線一側，安山巖成分點落在年輕地殼或造山帶和球粒隕石與虧損地幔之間略靠近虧損地幔演化線一側。在單顆粒鋯石U-Pb同位素定年與TDM2圖解（圖10b）上，指示屯田營組安山巖相對年輕（TDM2峰值為880 Ma）、金溝嶺組安山巖相對老（TDM2峰值為930 Ma），英安斑巖與屯田營組安山巖一致，其TDM2峰值為880 Ma，花崗斑巖巖漿源區相對年輕（TDM2峰值為800 Ma）。相比之下，金溝嶺組安山巖受老地殼混染相對強或年輕地殼混染程度低（TDM2峰值為930 Ma），屯田營組安山巖老地殼混染相對低（TDM2峰值為880 Ma），英安巖與安山巖一致（TDM2峰值為880 Ma），花崗閃長斑巖在一定程度上受到年輕地殼混染（TDM2峰值為800 Ma）。它們整體表現為均具同源巖漿演化特征，幔殼過程與成巖成礦作用可概括為：地幔部分熔融→堿性玄武質巖漿→玄武巖漿底侵下地殼（TDM2峰值為880 Ma）→巖漿房巖漿結晶作用→安山巖噴發（屯田營組）→巖漿房與下地殼同化混染+結晶分離作用→安山質巖漿噴發-淺成就位（金溝嶺期）→巖漿房殘余中酸性巖漿淺成就位+流體出溶→金大規模成礦，這一點與成礦系統存在富含地幔二輝橄欖巖包體的堿性玄武巖就位基本吻合。

5.1.1.2 銻金礦床

烏拉嘎是東北地區唯一的大型銻金礦床，獲得成礦年齡為103 Ma，與成礦相關的花崗閃長斑巖就位發生在110～103 Ma；它們的全巖Sr-Nd同位素研究揭示，花崗閃長斑巖（87Sr/86Sr）i為0.705 3～0.706 3，εNd（t）為0.06～1.03，TDM2為1 056～

984 Ma；在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）源區模擬圖解（圖8a）上，成分點均落在相對虧損地幔與富集地幔分界線上的玄武巖與下地殼混染源區以及地幔演化線上，指示玄武巖占比為88.0%，下地殼占比為12.0%；花崗閃長斑巖原位鋯石的εHf（t）為4.8～10.5，TDM2為1 188～651 Ma，同期安山巖原位鋯石εHf（t）為4.8～8.0，TDM2為1 177～891 Ma（峰值為1 030 Ma）。在原位鋯石U-Pb同位素年齡與εHf（t）和176Hf/177Hf圖解（圖9a、b）上，它們成分點落在年輕地殼或造山帶和球粒隕石與虧損地幔之間的區域。在其U-Pb同位素年齡與TDM2年齡圖解（圖10a）上，安山巖來自相對老的源區（峰值為1 030 Ma），而花崗閃長斑巖有著相對年輕的源區（峰值為840 Ma）。即安山質巖漿具有來自流體交代中元古代富集地幔源，花崗閃長質巖漿來自新元古代下地殼或年輕造山帶。鑒于花崗閃長斑巖Sr-Nd同位素與同期安山巖（寧遠村期）一致，說明花崗閃長質巖漿就位過程受到新元古代地殼物質同化混染。此外，礦區范圍內發育同期流紋質火山巖（福民河期），說明該礦床成礦深部地質過程與東安金礦床基本一致，所不同的是成礦斑巖形成過程受到年輕地殼物質同化混染。該礦床的形成先后經歷幔源玄武巖漿底侵中元古代下地殼→同化混染+巖漿結晶作用→雙峰式火山噴發（寧遠村組+福明河組）→殘余中酸性巖漿淺成就位+年輕地殼物質同化混染→大規模流體出溶→金成礦作用。

5.1.1.3 碲金礦床

目前研究表明，該類型三道灣子碲金礦床成礦發生在126～120 Ma，而永新碲金礦床成礦初步厘定為（107±4）Ma（表6，圖6）。其中：三道灣子碲金礦內與成礦相關的玄武安山巖鋯石U-Pb同位素年齡為126 Ma，流紋巖鋯石U-Pb同位素年齡為125 Ma，切礦脈的輝石閃長玢巖鋯石U-Pb同位素年齡為（116.0±0.9）Ma，黃鐵礦化花崗閃長巖的鋯石U-Pb同位素年齡為119 Ma；顯示成礦發生在大規模雙峰式火山噴發-淺成就位晚期（圖6）。粗安巖（87Sr/86Sr）i為0.706 1～0.706 2，εNd（t）為-2.95～-2.85，TDM2為1 348～1 340 Ma；安山巖（87Sr/86Sr）i為0.704 7～0.705 0，εNd（t）為0.46～1.78，TDM2為1 093～993 Ma；花崗閃長巖（87Sr/86Sr）i為0.707 1～0.708 1，εNd（t）為-3.61～-3.19，TDM2為1 379～1 344 Ma。它們在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）圖解（圖8b）上，安山巖落在原始地幔、地幔演化線之上的玄武質巖漿與下地殼混染的玄武巖占比約為88%演化線上，粗安巖成分點落在玄武巖與下地殼混染的玄武巖占比約為80%演化線上，花崗閃長巖成分分散落在玄武巖與下地殼混染的玄武巖占比約為80%演化線上和向EMⅡ型地幔演化方向的上地殼混染區域。這種特征表明安山巖與粗安巖、花崗閃長巖不具同源性或地殼物質混染程度存在明顯差別。鋯石原位Hf同位素揭示：安山巖εHf（t）為3.20～11.9，TDM2為1 327～710 Ma（峰值為900 Ma）；英安巖εHf（t）為6.9～14.3、TDM2為997～593 Ma（峰值為720 Ma）；花崗斑巖εHf（t）為6.5～11.2，TDM2為993～602 Ma（峰值800 Ma）。在鋯石U-Pb同位素年齡與εHf（t）和（176Hf/177Hf）i圖解（圖9a、b）上，成分點落在年輕地殼或造山帶和球粒隕石與虧損地幔之間接近虧損地幔演化線。在鋯石U-Pb同位素年齡與TDM2圖解（圖10a）上，成分點安山巖、英安巖到閃長玢巖體現年輕地殼物質增加趨勢，其TDM2與Nd同位素TDM2基本一致的特征表明深部地質過程與淺部巖漿作用和成礦的關系：玄武巖漿底侵新元古代下地殼→玄武質巖漿與下地殼發生強烈同化混染和結晶分異作用→大規模雙峰式火山噴發-淺成就位→巖漿房殘余中酸性巖漿淺成就位+年輕上地殼物質混染→酸性巖漿淺成就位+流體出溶→成礦作用。

永新碲金礦床與成礦密切的安山巖、閃長玢巖的鋯石U-Pb同位素年齡為（119.4±0.9）Ma，英安巖鋯石U-Pb同位素年齡為（111.7±1.5）Ma，花崗斑巖鋯石U-Pb同位素年齡為（119.1±0.9）Ma（表6）；表明成礦發生在120～119 Ma和111 Ma兩階段火山噴發之后的淺成巖漿就位過程（圖6）。Sr-Nd同位素特征表明：安山巖-閃長玢巖（87Sr/86Sr）i為0.703 7～0.705 3，εNd（t）為0.96～2.43，TDM2為997～929 Ma；英安巖（87Sr/86Sr）i為0.704 9～0.705 6，εNd（t）為1.22～2.52，TDM2為993～898 Ma；花崗斑巖（87Sr/86Sr）i為0.705 0～0.705 8（0.711 3），εNd（t）為0.78～1.21，TDM2為1 051～1 019 Ma（數據表略）。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）圖解（圖8b）上，成分點均落在弱富集地幔源區與地幔演化線、玄武巖漿和下地殼混合線交匯部位，指示玄武巖漿占比約為88%，下地殼占比約為12%。鋯石原位Hf同位素數據顯示，安山巖εHf（t）為5.40～12.00，TDM2為1 121～620 Ma；閃長玢巖εHf（t）為3.70～13.60，TDM2為1 281～708 Ma；花崗斑巖εHf（t）為3.60～10.20，TDM2為1 296～697 Ma（原始數據略）。在原位鋯石U-Pb年齡與εHf（t）和（176Hf/177Hf）i模擬圖解（圖9a、b）上，閃長玢巖和花崗斑巖成分點落在年輕地殼或年輕造山帶區域和虧損地幔與球粒隕石之間區域，三者具有明顯的同源巖漿屬性。在原位鋯石U-Pb年齡與TDM2圖解（圖10a）上，安山玢巖和花崗斑巖表現中新元古代混合地殼源，而相對年輕的花崗斑巖則表現新元古代混合地殼源。結合Sr-Nd同位素特征，進一步指示其深部地質過程與淺部成礦經歷幔源玄武巖漿底侵中—新元古代下地殼→同化混染和巖漿結晶作用→雙峰式火山-淺成就位→巖漿房殘余巖漿+新元古代地殼（峰值TDM2≤940 Ma）→英安質巖漿噴發+花崗質巖漿淺成就位（？）+流體出溶→金成礦。

5.1.2 淺成熱液中硫化型銅金礦床

該類型礦床成礦同位素定年研究揭示，其成礦發生在127～125 Ma之間。與鬧枝銅金礦床成礦密切相關的閃長巖鋯石U-Pb同位素年齡為（129.5±1.4）Ma，安山巖鋯石U-Pb同位素年齡為（125.8±2.5）Ma，花崗閃長斑巖鋯石U-Pb同位素年齡為（126.8±0.9）Ma，同成礦閃長玢巖鋯石U-Pb同位素年齡為（127.6±1.4）Ma。鄰區遼西金廠溝梁銅金礦床與成礦密切相關的安山巖鋯石U-Pb同位素年齡為（129.4±0.9）Ma，石英二長巖鋯石U-Pb同位素年齡為（128.2±1.1）Ma，切礦脈粗面安山巖鋯石U-Pb同位素年齡為（124.0±0.5）Ma（表6）；指示其成礦發生在屯田營期/九佛堂期安山巖噴發和花崗閃長斑巖、閃長玢巖淺成就位過程（表6，圖6）。鬧枝銅金礦床閃長玢巖（87Sr/86Sr）i為0.707 2，εNd（t）為0.64，TDM2為703 Ma（作者待發表數據）。金廠溝梁銅金礦床細晶閃長巖（87Sr/86Sr）i為0.705 0～0.705 6，εNd（t）為-1.53～0.15，TDM2為1 244～1 119 Ma；英安斑巖（87Sr/86Sr）i為0.706 1～0.706 7，εNd（t）為-10.87～-4.93，TDM2為1 941～1 498 Ma。它們在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）圖解（圖8b）上，閃長玢巖成分點落在PM/MORB與下地殼或玄武巖與下地殼混合線之間的富集地幔與虧損地幔分界線上；細晶閃長巖成分點落在玄武巖漿與下地殼相互作用演化線上，指示玄武巖占比約為88.0%，下地殼約為12.0%；英安斑巖的成分點指示玄武巖占比約為70.0%，下地殼約為30.0%。鋯石原位Hf同位素揭示：與鬧枝成礦相關的閃長巖εHf（t）為8.0～9.6，TDM2為898～758 Ma；花崗閃長斑巖-花崗斑巖εHf（t）為7.1～8.7，TDM2為975～831 Ma；閃長玢巖εHf（t）為8.0～9.0，TDM2為899～810 Ma。在鋯石U-Pb同位素年齡與εHf（t）和176Hf/177Hf相關圖解（圖9c、d）上，成分點分別落在年輕地殼或造山帶和球粒隕石與虧損地幔之間的地幔源。在鋯石U-Pb同位素年齡與TDM2圖解（圖10b）上，成分點主要落在800和1 000 Ma之間，均指示新元古代地幔源，并從閃長巖（825 Ma）-閃長玢巖（830 Ma）→花崗閃長斑巖（870 Ma）→花崗斑巖（930 Ma）TDM2有明顯升高的趨勢，說明在形成花崗閃長斑巖和花崗斑巖過程中相對老的地殼物質加入相對增多。這一點與Sr-Nd同位素揭示的源區特征基本一致，表明其成礦與玄武巖漿底侵有關。即幔源玄武巖漿底侵下地殼+同化混染→巖漿房分離結晶→中基性巖漿火山噴發和淺成就位→殘余中酸性巖漿分批淺成就位+老地殼物質同化混染+流體出溶作用→銅金成礦。

5.1.3 淺成熱液高硫化型金和金銅礦床

目前，對金廠和杜荒嶺、九三溝淺成熱液高硫化型金、金銅礦床研究揭示，其成礦作用發生在約106 Ma；與成礦密切相關的巖漿事件有閃長巖、閃長玢巖、花崗閃長斑巖和花崗斑巖等（表6）。Sr-Nd同位素顯示，與成礦伴生的閃長玢巖（87Sr/86Sr）i為0.704 1～0.704 9（0.707 3），εNd（t）為1.70～2.98，TDM2為954～660 Ma（原始數據略）。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）圖解（圖8c）上，成分點落在相對原始地幔源區，與同時代玄武安山巖一致。Hf同位素研究表明，成礦相關閃長巖鋯石εHf（t）為7.4～11.9，TDM2為951～666 Ma；花崗閃長巖鋯石εHf（t）為5.2～8.7，TDM2為1 144～825 Ma；花崗閃長斑巖鋯石εHf（t）為6.9～10.0，TDM2為984～707 Ma。在鋯石U-Pb同位素年齡與εHf（t）和（176Hf/177Hf）i圖解（圖9c，d）上，它們的成分點落在年輕下地殼或造山帶和球粒隕石與虧損地幔之間；相比而言，金廠銅金成礦體系εHf（t）或（176Hf/177Hf）i偏高，九三溝和杜荒嶺體系εHf（t）或（176Hf/177Hf）i偏低。在鋯石U-Pb同位素定年與TDM2圖解（圖10b）上，九三溝和杜荒嶺金成礦體系閃長巖→花崗閃長巖→花崗閃長斑巖其TDM2呈升高趨勢（峰值830 Ma→峰值870 Ma→峰值為918 Ma）。鑒于金廠銅金礦床內與成礦相關花崗斑巖TDM2峰值約為970 Ma，且與同期成礦的淺成熱液低硫化型金和富金斑銅巖（小西南岔）成礦體系斑巖、火山巖具有相似的源區性質，說明太平嶺延邊淺成熱液低硫化型金、高硫化型金和銅金以及富金斑巖銅礦熱動源基本相同。結合Sr-Nd同位素特征，將其成巖成礦地質過程概括為：堿性玄武質巖漿底侵+巖漿結晶分離作用→中基性巖漿噴發+淺成就位（gt;106 Ma）→殘余中酸性巖漿中淺成就位+老地殼物質混染+流體出溶→富金斑巖銅礦床+高硫化型金和銅金+淺成熱液低硫化型金成礦。

5.2 淺成熱液銀鉛鋅多金屬成礦

該成礦系統發育在大興安嶺西坡，大規模成礦發生在143～130 Ma之間。淺成熱液中硫化型鉛鋅礦床內與成礦密切的巖漿事件同位素定年數據揭示：區域流紋巖鋯石U-Pb同位素年齡為165～164 Ma、粗面安山巖鋯石U-Pb同位素年齡為173～166 Ma；與額仁陶勒蓋低硫化型銀多金屬礦床共伴生的石英二長斑巖鋯石U-Pb同位素年齡為（138.6±2.3）Ma，甲烏拉—查干布拉根鉛鋅礦床石英二長斑巖/富堿花崗斑巖鋯石U-Pb同位素年齡為145～139 Ma，得耳布爾鉛鋅礦床同成礦安山玢巖鋯石U-Pb同位素加權平均年齡為（140.2±2.6）Ma，二道河子鉛鋅礦床早期石英二長斑巖鋯石U-Pb同位素加權平均年齡為（160.3±1.4）Ma，同成礦安山玢巖鋯石U-Pb同位素年齡為（133.9±0.9）Ma（表7）；指示成礦發生在區域大規模雙峰式火山噴發之后，成礦過程伴生的巖漿事件為石英二長斑巖-富堿花崗斑巖和安山玢巖（圖7）。

全巖Sr-Nd同位素數據表明：雙峰式火山巖的玄武安山巖-粗安巖（87Sr/86Sr）i為0.705 0～0.705 2，εNd（t）為-1.76～0.44，TDM2為1 385～1 286 Ma；流紋巖（87Sr/86Sr）i為0.705 6，εNd（t）為0.29，TDM2為1 217" Ma（數據表略）。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）源區模擬圖解（圖8d）上，玄武安山巖-粗安巖成分點落在地幔玄武巖漿+下地殼模擬線玄武巖組分占比約85.0%的左側，流紋巖成分點落在地幔玄武巖漿+下地殼模擬線玄武巖組分占比約88.0%的右側。

鋯石原位Hf同位素數據顯示：二道河子鉛鋅礦床成礦前石英二長斑巖εHf（t）為5.69～8.02，TDM2為1 129～920 Ma；同成礦安山玢巖εHf（t）為3.13～5.78，TDM2介于1 345～1 105 Ma之間（數據表略）。在原位鋯石U-Pb定年與εHf（t）和176Hf/177Hf源區判別圖解（圖9a，b）上，同成礦安山玢巖和成礦前石英二長斑巖成分點落在年輕下地殼或造山帶以及虧損地幔與球粒隕石之間區域。在原位鋯石U-Pb年齡與TDM2圖解（圖10c）上，同成礦安山玢巖成分點明顯落在源區1 343～1 105 Ma之間的峰值1 200 Ma地殼源區，成礦前石英二長斑巖成分點落在1 129～920 Ma之間的峰值970 Ma地殼源區。鑒于石英二長斑巖Sr-Nd同位素特征與流紋巖相近（圖8d），同成礦安山玢巖TDM2（1 345～1 105 Ma）與早階段玄武安山巖-粗安巖TDM2（1 385～1 286 Ma）一致，說明該區自中侏羅世到早白堊世一直存在不同源或分層巖漿作用。即幔源玄武巖漿底侵下地殼→同化混染+玄武巖漿結晶→玄武安山質-安山質巖漿噴發-淺成就位+堿性流紋質巖漿噴發-淺成就位（雙峰式火山-次火山巖）→巖漿房殘余安山質巖漿+年輕地殼混染→堿性花崗斑巖/石英二長巖漿淺成就位（同成礦）+大規模成礦流體出溶→鉛鋅銀礦床+安山玢巖。

5.3 淺成熱液銅鉛鋅多金屬成礦

如前所述，該成礦系統主要發育在大興安嶺東坡成礦帶，其成礦發生在晚侏羅世末期早白堊世早期，大規模發生在150～140 Ma之間，延續到早白堊世（139～132 Ma）。成礦帶內發育與成礦密切的巖漿事件是上中生界中侏羅統萬寶組和上侏羅統滿克頭鄂博組陸相火山碎屑建造以及花崗閃長斑巖/閃長玢巖-英安斑巖巖脈或巖株。它們的成巖年代學研究揭示，在布敦花礦田內與成礦密切的英安斑巖鋯石U-Pb加權平均年齡為（157.0±2.3）Ma，滿克頭鄂博組流紋巖鋯石U-Pb同位素年齡為（156.6±0.7）Ma，花崗閃長斑巖鋯石U-Pb年齡為（151.7±1.3）Ma（表7）；鬧牛山-蓮花山礦田安山玢巖鋯石U-Pb同位素年齡為（143.0±4.2）Ma，花崗閃長斑巖鋯石U-Pb同位素年齡為（141.2±0.7）Ma（表7，圖7）。兩者均指示其成礦（150～140 Ma）發生在大規模安山質-流紋質雙峰式火山噴發之后花崗閃長斑巖就位過程。

上述與成礦直接相關淺成巖漿事件Sr-Nd-Hf同位素地球化學特征研究揭示：與布敦花淺成熱液高硫化型銅多金屬礦床密切相關的花崗閃長斑巖（87Sr/86Sr）i為0.704 8～0.706 1，εNd（t）為-0.03～1.45，TDM2為1 211～1 100 Ma（均值為1 161 Ma）；花崗閃長斑巖鋯石原位εHf（t）為3.72～9.60，TDM2為1 304～767 Ma（均值為1 050 Ma）（數據表略）。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）源區模擬圖解（圖8d）上，成分點落在虧損地幔與富集地幔分界線的玄武巖漿+下地殼混合向兩側，玄武巖所占比例約為89.0%。在原位鋯石U-Pb定年與εHf（t）圖解（圖9a）上，成分點落在年輕造山帶范圍。在單顆粒鋯石U-Pb年齡與176Hf/177Hf源區模擬圖解（圖9b）上，成分點落在虧損地幔與球粒隕石之間區域。結合斜長花崗斑巖原位鋯石TDM2峰值≤1 100 Ma，黑云母花崗閃長斑巖原位鋯石TDM2≤1 150 Ma，與Nd同位素TDM2基本一致（峰值1 161 Ma）（圖10c），說明巖漿具有來自中元古代下地殼源或造山帶特征。結合Sr-Nd同位素初始值特征，表明該成礦系統熱動源或產生巖漿在中元古代下地殼區域。因此，提出該系統成礦作用發生在中生代古太平洋板片俯沖作用（去水、去氣、大離子親石元素等）交代中元古代下地殼（富集地幔或地幔楔），發生部分熔融產生的熔體上侵形成巖漿房，巖漿房經同化混染與分離結晶作用先后發生雙峰式火山噴發與中酸性巖漿淺成就位，并于花崗閃長質巖漿淺成就位過程發生大規模成礦流體出溶，進而發生銅多金屬大規模成礦作用。

鬧牛山銅多金屬成礦體系的成礦前安山玢巖（87Sr/86Sr）i為0.704 3～0.704 5，εNd（t）為3.78～4.06，TDM2為891～877 Ma（均值為889 Ma）；同成礦花崗閃長斑巖鋯石εHf（t）為3.08～9.40，TDM2為1 669～781 Ma（數據表略）。在（87Sr/86Sr）i-εNd（t）源區模擬圖解（圖8d）上，安山玢巖成分點落在玄武巖占比約93.0%的玄武巖和下地殼混合線上，花崗閃長斑巖成分點落在玄武巖占比約90.0%的玄武巖和下地殼混合線上，玄武巖組分占比略大于布敦花銅多金屬礦床花崗閃長斑巖（可能是地殼物質混染程度偏低）。在原位鋯石U-Pb年齡與εHf（t）和176Hf/177Hf源區模擬圖解（圖9a、b）上，鬧牛山和布敦花銅多金屬礦床的花崗閃長斑巖成分點一致，均落在年輕下地殼或造山帶和虧損地幔與球粒隕石之間區域。在原位鋯石U-Pb定年與TDM2圖解（圖10c）上，成分點落在中新元古代地殼范圍（花崗閃長斑巖峰值TDM2≤1 100 Ma），指示與布敦花銅多金屬礦床具有相同性質的源區以及巖漿演化過程。早期安山玢巖εNd（t）的TDM2相對年輕，為891～877 Ma（均值為889 Ma），可能反映其受中元古代地殼物質混染程度低。整體而言，深部地質過程可概括為：幔源玄武巖漿底侵下地殼→幔源玄武巖漿+下地殼同化混染→底侵玄武巖漿結晶+同化混染巖漿→玄武安山質巖漿噴發、淺成就位→同化混染酸性巖漿噴發→殘余花崗閃長質巖漿淺成就位+大規模流體出溶→銅鉛鋅成礦。

6 地球動力學過程、成礦系統與大規模成礦

大量的研究表明，研究區是自古亞洲洋形成以來經歷了早古生代多期次造山而形成的復合構造區，目前初步總結研究區成礦至少劃分為早古生代奧陶紀（510～480 Ma）、晚二疊世（282～262 Ma）、早中三疊世（244～224 Ma）、早—中侏羅世（180～168 Ma）、晚侏羅世—早白堊世（151～130 Ma）、早白堊世中期（130～120 Ma）和早白堊世中期（110～100 Ma）7個階段（期）。從中國東北部地殼演化角度出發，早古生代奧陶紀（510～480 Ma）成礦適值古亞洲洋板塊俯沖島弧環境（多寶山弧），晚二疊世（282～262 Ma）和早中三疊世（244～224 Ma）成礦適值興蒙造山后伸展（華北陸臺北緣），早—中侏羅世（180～168 Ma）成礦適值古太平洋板塊俯沖巖漿弧（200～165 Ma）環境，晚侏羅世—早白堊世（151～130 Ma）（或顎霍茨克洋板塊俯沖火山弧環境）、早白堊世中期（130～120 Ma）和早白堊世中期（110～100 Ma）成礦適值古太平洋板塊俯沖回退走滑陸緣伸展環境中（130～120和110～100 Ma）（本文）。因此，本文所研究的淺成熱液金、銀鉛鋅銅金屬成礦應適值古太平洋板塊俯沖回退、走滑伸展陸緣構造背景，作者從成巖成礦時代、巖漿與深部地質過程角度出發，初步建立7個成礦系統，從老到新概括如下。

6.1 晚侏羅世—早白堊世（151～140 Ma）淺成熱液銅鉛鋅成礦系統

該成礦系統系指上文論述的大興安嶺東坡銅多金屬成礦帶的淺成熱液銅鉛鋅礦床系統，其礦田內發育同期小型斑巖銅鉬礦床或礦點，向北有小柯勒河、富克山、六九山等斑巖型銅礦床（圖1c）。目前獲得富克山和小柯勒河斑巖型銅礦床的成礦時代為148～147 Ma，礦區流紋巖、花崗閃長斑巖、閃長玢巖和花崗斑巖形成年齡分別為（152.5±1.7），（150.0±1.6）（147.9±1.3）和（123.2±1.7）Ma；支持在約150 Ma該帶存在淺成熱液銅多金屬-斑巖銅大規模成礦作用（布敦花鬧牛山蓮花山小柯勒河富克山）。礦床地質和流體包裹體研究揭示，其成礦空間格架具有上部和遠端為淺成熱液鉛鋅→中部為淺成熱液中硫化型銅多金屬→下部或熱中心為斑巖型銅鉬成礦的結構特征。目前整體構成淺成熱液高硫化型銅成礦為主的“斑巖銅鉬-淺成熱液銅鉛鋅”成礦系統，斑巖型銅鉬到鉛鋅成礦具有從巖漿流體到巖漿流體和大氣水混合演化特征（圖5c），且成礦過程伴隨溫壓降低具有明顯的流體不混溶和沸騰成礦效應。成礦系統相關巖漿事件的元素和Sr-Nd-Hf同位素揭示，其巖漿具有來源大洋板塊俯沖流體交代先存的中元古代相對虧損地幔或下地殼部分熔融和中元古代的源區屬性。進一步總結該成礦系統為古太平洋板塊俯沖提供流體（H2O+CO2）交代中元古代相對虧損地幔或下地殼引發部分熔融產生玄武質巖漿→玄武質巖漿上侵新元古代地殼形成巖漿房+同化混染/殼幔巖漿混合+結晶分離作用→以中基性為主的雙峰式火山噴發+淺成就位→巖漿房殘余熔體淺成就位+流體出溶→大規模成礦流體形成→流體上升+沸騰作用→斑巖銅鉬+淺成熱液高硫化型銅鉛鋅+淺成熱液鉛鋅礦床。

6.2 早白堊世（140～130 Ma）淺成熱液銀鉛鋅成礦系統

該成礦系統系指發育在大興安嶺西坡晚侏羅世火山巖區的銀多金屬和鉛鋅多金屬礦床，并有斑巖型鉬礦點伴生。礦床地質和流體包裹體研究揭示成礦空間上部和遠端為淺成熱液低硫化型銀多金屬、中部或近端為淺成熱液中硫化型鉛鋅、近端為淺成熱液高硫化型鉛鋅銅和熱中心為斑巖型鉬銅成礦結構特征。從鉛鋅銅成礦到銀成礦的成礦流體具有從巖漿流體為主逐漸轉化以大氣水為主（圖5c），經歷溫壓降低-流體不混溶作用卸載成礦元素。成礦系統相關巖漿事件的元素和Sr-Nd-Hf同位素揭示，其成礦系統巖漿來源于大洋板塊俯沖流體交代先存中元古代相對正常中元古代下地殼部分熔融（圖8d），沒有受到明顯的新元古代地殼物質加入。即大規模巖漿房聚集在中元古代下地殼范圍。因此，該成礦系統與晚侏羅世—早白堊世（151～140 Ma）銅鉛鋅成礦系統所不同的是沒有發生與新元古代巖漿混合/新元古代地殼物質加入。進一步概括為：該成礦系統為古太平洋板塊俯沖引發中元古代正常地幔部分熔融產生玄武質巖漿→巖漿聚集形成巖漿房→巖漿房結晶分離作用→板塊開始后撤+中基性為主的雙峰式火山噴發+淺成就位→巖漿房殘余熔體淺成就位+流體出溶→大規模成礦流體形成→流體上升+不混溶作用→斑巖鉬（銅）（？）+大規模淺成熱液低硫化型銀+中硫化型鉛鋅礦床。從二長斑巖與流紋巖具有相同的源區特征角度出發，流紋質火山巖和淺成斑巖為來自相對年輕的中元古代地殼重熔產物，與玄武質巖漿不具同源性，兩者相互獨立。

6.3 早白堊世（128～119 Ma和107 Ma）淺成熱液低硫化型碲金成礦系統

該成礦系統為發育在大興安嶺與小興安嶺北麓之間的早白堊世碲金礦床成礦體系。礦床地質和流體包裹體研究揭示，該成礦系統在成礦空間上具有上部脈型碲金、下部脈型+膠結角礫巖型成礦結構特征，成礦流體上部以大氣水為主，下部具有大氣水+巖漿水混合特點（圖5a），指示成礦流體來自巖漿熱液，以溫壓降低-流體混合與不混溶作用卸載成礦元素。三道灣子碲金礦床（121～119 Ma）成礦體系相關巖漿事件的年代學和Sr-Nd-Hf同位素揭示其雙峰式火山噴發-淺成就位發生在128～125 Ma之間（圖6），中基性端元巖漿具有來自古太平洋板塊俯沖引發地幔部分熔融產生的玄武質巖漿（圖8b），巖漿演化過程明顯有相對老的下地殼物質介入；同期斑巖不僅受到下地殼物質同化混染，同樣受到年輕地殼物質混染。結合該時段所處的動力學環境適值古太平洋板塊俯沖后撤伸展背景，指示其深部與淺部成礦相呼應的巖漿-流體過程應為：先存中元古代正常地幔部分熔融產生玄武質巖漿形成的巖漿房+結晶分離作用→以中基性為主的雙峰式火山噴發-淺成就位→巖漿房殘余熔體+下地殼物質同化混染→含礦中酸性巖漿形成→淺成就位+上地殼物質同化混染→英安質火山噴發→含礦酸性巖漿淺成就位+流體出溶→大規模成礦流體形成→流體上升+不混溶與沸騰作用→碲金成礦。永新碲金礦床的研究表明，其火山噴發發生在120 Ma和112 Ma，成礦時代初步確定發生在約107 Ma（圖6）；成礦體系相關巖漿事件的年代學和Sr-Nd同位素揭示玄武質巖漿來自相對虧損地幔源（中元古代）（圖8b），巖漿受到一定程度中元古代下地殼同化混染，花崗斑巖就位過程受到相對年輕上地殼物質混染，而成礦階段的英安巖繼承了巖漿房的巖漿屬性。

6.4 早白堊世（128～120 Ma）淺成熱液低中硫化型銅金成礦系統

該成礦系統指延邊地區鬧枝銅金礦床和鄰區遼西金廠溝梁（-二道溝）銅金礦床，成礦發生在123～120 Ma之間（圖6）。礦床地質研究揭示其礦體類型主要是硫化物石英脈型，伴有鉛鋅礦脈產出，礦區內有時空伴生的斑巖銅鉬礦化（點），成礦流體具有來自巖漿水+大氣水混合性質（圖5b）；構成淺成熱液中硫化型銅金-斑巖銅鉬成礦系統。Sr-Nd同位素揭示其成礦系統的閃長玢巖巖漿主要來自玄武巖組分或具有正常地幔源巖漿屬性，而英安斑巖表現玄武巖（約70.0%）+下地殼（約30.0%）源區巖漿屬性（圖8c）。Hf同位素揭示閃長巖/玢巖-花崗閃長斑巖-花崗斑巖整體為年輕新元古代下地殼源或球粒隕石與虧損地幔之間靠近的未分異球粒隕石一側，其閃長巖-閃長玢巖TDM2值為900～790 Ma的下地殼源，花崗閃長巖TDM2值為990～810 Ma偏老的新元古代下地殼源，而花崗斑巖TDM2值為1 010～810 Ma，源區跨越進入了中元古代，并且閃長巖的TDM2值與屯田營期安山巖具有相似性；這種特征說明兩者的巖漿房基本相似，只不過鬧枝成礦系統沒有中元古代物質加入，巖漿房演化過程有所體現（圖10b），特別是成礦花崗斑巖階段。因而，本文將其深部地質過程與淺部成巖成礦之間的制約關系概括為：古太平洋板塊俯沖地幔部分熔融產生玄武質巖漿→玄武質巖漿+新元古代下地殼巖漿混合→巖漿房+結晶分離→火山噴發-淺成就位形成玄武安山巖-安山巖+淺成巖→殘余中酸性巖漿淺成就位±中元古代地殼物質+流體出溶→花崗閃長斑巖-花崗斑巖+成礦流體形成→成礦流體上升+不混溶±沸騰作用→淺成熱液中硫化型銅金礦床+斑巖銅鉬礦床。

6.5 早白堊世（112～102 Ma）淺成熱液銻金成礦系統

該成礦系統指發育在小興安嶺北麓早白堊世雙峰式火山噴發-淺成就位過程（美豐期/寧遠村期—福民河期）（圖6）。代表性烏拉嘎礦床的地質和流體包裹體研究揭示成礦系統空間具有上部脈型（推測剝蝕部分）、中部為熱液膠結角礫巖型、下部富硫化物網脈狀型，成礦流體上部為大氣水和巖漿水混合性質，中下部以巖漿水為主（圖5a），指示成礦流體來自巖漿熱液，以溫壓降低-流體混合、不混溶作用與沸騰作用卸載成礦元素。相關巖漿熱事件的Sr-Nd多元同位素示蹤揭示，其成礦花崗閃長斑巖巖漿源區具有與寧遠村期安山巖同源或來自弱虧損地幔源（圖8a），并鑒于礦區寧遠村期安山巖具有中元古代和新元古代下地殼源的雙重性（圖9a，10a），而成礦斑巖的新元古代下地殼特征以及成礦適值古太平洋板塊后撤伸展背景，將深部巖漿與淺部成礦地質過程概括為：弱虧損地幔產生的玄武質巖漿→巖漿房+拆沉的中元古代下地殼物質混染/混合+結晶分離作用→雙峰式火山噴發→淺成就位+新元古代地殼物質+成礦流體出溶→銻金成礦。

6.6 早白堊世（112～100 Ma）淺成熱液金成礦系統

該成礦系統系指發育在小興安嶺北麓早白堊世雙峰式火山噴發-淺成就位過程（寧遠村期—福民河期）的東安和高松山金礦床。礦床地質和流體包裹體研究揭示東安銀金礦床為復脈型，成礦流體具有以大氣水為主的還原流體性質；高松山金礦床為石英脈+硅質膠結角礫巖型，成礦流體為以大氣水為主的巖漿水+大氣水混合特征（圖5a），指示成礦流體來自巖漿熱液，以溫壓降低流體混合、不混溶作用與沸騰作用卸載成礦元素。兩者的成礦時代與烏拉嘎銻金礦床基本一致，且均具有雙峰式火山-淺成就位特征（圖6）。所不同的是：1）東安銀金礦床成礦體系內中基性端元或安山巖具有相對高Nd-低Sr同位素初始值和相對低Nd-高Sr同位素初始值，后者與同期流紋巖接近；2）花崗斑巖的Sr同位素初始值與安山巖接近，但是Nd初始值偏高（年輕地殼混染？）（圖8a）；3）Hf同位素指示安山巖和花崗斑巖為來自古中元古代地幔源（流紋巖有少量古元古代物質介入），流紋巖具有中元古代和古元古代混合地幔源特征，明顯不同于同階段的烏拉嘎銻金成礦系統（圖10a）。從地球動力學背景和熱動源的角度出發，厘定深部地質過程與淺部成巖成礦地質過程為：古太平洋板塊后撤→中元古代玄武質巖漿房+結晶分異→中元古代安山質巖漿+古元古代流紋質巖漿混合→火山噴發形成雙峰式火山巖→殘余酸性巖漿淺成就位+流體出溶→金成礦作用。

對高松山金成礦體系的巖漿熱事件的年代學和Sr-Nd-Hf同位素研究表明，該礦床與東安銀金礦床、烏拉嘎銻金礦床處于相同成礦背景。但是，高松山金礦床的Sr-Nd同位素揭示，其雙峰式火山-淺成巖具有來自地幔性質的玄武質巖漿（PM/MORB）+上地殼物質發生同化混染作用，而流紋巖的原位鋯石TDM2指示中元古代和新元古代混合均一巖漿屬性，與烏拉嘎銻金成礦系統的區別在于不存在就位過程新元古代地殼物質的再度加入，與東安銀金礦床的巖漿來源不同，同時沒有經歷不同源巖漿的混合過程（圖10a）。

6.7 早白堊世（112～102 Ma）淺成熱液低硫化型金-高硫化型金銅成礦系統

該成礦系統發育在完達山太平嶺延邊一帶，延邊地區最為典型，成礦發生在早白堊世晚期（112～102 Ma）中基性火山噴發-淺成就位過程（金溝嶺期刺猬溝期）形成的刺猬溝、干河溝和五鳳-五星山等低硫化型金礦床和太平嶺延邊金廠高硫化型金-銅金礦床、杜荒嶺和九三溝高硫化型等金礦床。目前勘探結果與礦床地質、流體包裹研究表明：淺成熱液低硫化型金礦床由上部方解石脈型和下部石英脈型組成；高硫化型礦床由角礫巖型+蝕變巖型組成，成礦系統發育細脈浸染型+硫化物石英脈型富金斑巖或“類斑巖”銅礦床（如小西南岔銅金礦床），時空上可構成淺成熱液低硫化型金-淺成熱液高硫化型金（±銅）-斑巖型富金銅成礦系統（圖1c）。流體性質從淺成熱液低硫化型金礦床到高硫化型金-銅金礦床以大氣水/雨水為主+巖漿水→雨水+巖漿水→巖漿水為主+雨水（偏向鉀硅酸鹽化），后者與富金斑巖型礦床相互疊置（圖5b）。Sr-Nd同位素揭示成礦相關的玄武安山巖-安山巖具有PM/MORB+下地殼源，閃長玢巖呈現玄武巖+下地殼源，同期英安斑巖為PM/MORB+上地殼源（圖8c）。Hf同位素揭示屯田營期和金溝嶺期安山巖TDM2為≤800 Ma、960～800 Ma和≥960 Ma 3個年齡區段，與同期富金斑巖同成礦系統的閃長玢巖+花崗閃長巖具有大致相同的3個年齡區段；同期花崗閃長斑巖的TDM2≤820 Ma（圖10b），與同期英安斑巖為PM/MORB+上地殼源結果相一致。結合小西南岔礦床成礦體系形成的閃長玢巖-花崗閃長斑巖-花崗斑巖具有典型的殼幔巖漿混合與巖漿房結晶分離的成因屬性，得出其深部地質過程與淺部過程的內在表現是：俯沖古太平洋板塊后側、地殼減薄→板塊部分熔融產生的埃達克質巖漿+地幔二輝橄欖巖→玄武質巖漿→玄武質巖漿+下地殼巖漿→混合巖漿房+結晶分離→火山噴發-淺成就位形成玄武安山巖-安山巖+淺成巖→殘余中酸性巖漿淺成就位+流體出溶→花崗閃長斑巖-花崗斑巖+成礦流體形成→成礦流體上升+不混溶/沸騰作用→富金斑巖銅礦-淺成熱液高硫化型金-銅金礦床→流體不混溶作用+淺成熱液低硫化型金礦床。

7 結論

通過對中國東北部陸緣晚中生代淺成熱液金、銀鉛鋅銅的礦床地質特征、成礦年代學、成礦流體特征和相關巖漿熱事件年代學、Sr-Nd-Hf多元同位素數據系統梳理，建立了成礦系統，討論了深部地質過程對成礦的約束。

1）依據礦床地質和空間分布特征，將研究區晚中生代發育的淺成熱液金、銀鉛鋅銅金屬礦床劃分為大興安嶺北端小興安嶺北麓完達山太平嶺延邊銅金（Ⅰ）、大興安嶺東坡銅鉛鋅多金屬（Ⅱ）和大興安嶺西坡銀鉛鋅多金屬（Ⅲ）3個成礦帶。

2）成巖成礦年代學揭示，研究區晚中生代淺成熱液金、銀鉛鋅銅大規模成礦發生在晚侏羅世早白堊世，至少存在4個成礦階段，從早到晚依次是：晚侏羅世—早白堊世早期銅多金屬成礦（151～140 Ma）、早白堊世早期銀鉛鋅多金屬成礦（143～130 Ma）（集中在143～138 Ma之間）、早白堊世中期銅金和碲金成礦（126～120 Ma）和早白堊世晚期金、銻金和銅金成礦（110～100 Ma）。

3）從中生代地殼演化角度出發，認為成礦主要受古太平洋板塊俯沖、擠壓、伸展所制約，淺成熱液銀鉛鋅和銅多金屬大規模成礦適值早白堊世早期陸緣盆地雙峰式火山-次火山作用系統，淺成熱液銅金和碲金大規模成礦適值早白堊世早期陸緣走滑-深斷裂雙峰式火山-次火山作用系統，淺成熱液低硫化型和高硫化型金以及共生銅金大規模成礦適值早白堊世晚期伸展拉分斷陷單峰式中基性火山-中酸性淺成巖漿作用系統；整體表現為從擠壓向伸展轉換地殼逐漸減薄而發生的成巖成礦作用。

4）利用Sr-Nd-Hf多元同位素示蹤確定研究區淺成熱液銀鉛鋅銅多金屬、金大規模成礦受從晚侏羅世開始向早白堊世過渡俯沖薄片后撤、地殼減薄誘發幔源玄武質巖漿底侵和相應的底侵下地殼影響，特別是底侵玄武質巖漿受相應的下地殼混染程度以及巖漿房分離結晶時間所制約。

5）從區域地質、礦床時空分布、巖漿作用和淺成熱液成礦特征以及與斑巖型礦床（點）共伴生角度出發，將研究區劃分為7個淺成熱液成礦系統。其中，太平嶺延邊地區構成淺成熱液低硫化型金-高硫化型金/金銅-富金斑巖銅成礦系統，大興安嶺東坡構成淺成熱液中硫化型鉛鋅-高硫化型銅多金屬-斑巖銅成礦系統，大興安嶺西坡具有構成淺成熱液低硫化型銀-中硫化型鉛鋅-斑巖鉬成礦系統潛力。

致謝：本文是在國家自然科學基金委項目、國家重點研發計劃專題項目和中國地質調查局項目（中地調函92；中地調（東北）評字051；DD20160344）、吉林省科技廳項目（20080452）、吉林省第六地質調查所項目（地勘20-16）、中國地質科學院礦產資源研究所項目等資助支持獲得的成果；同時在研過程中得到黑龍江省地質礦產局、吉林省地質礦產局、中國科學院地質與地球物理研究所、中國地質調查局沈陽地質調查中心等單位領導和同事大力支持；在此向支持和幫助的各位領導、專家和同事表示衷心感謝！

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